Изменчивость обмена углекислым газом в системе океан-атмосфера

Terra Humana

Основной причиной современного глобального потепления в Третьем и Четвертом оценочных отчетах МГЭИК [2; 3] называется парниковый эффект, вызванный быстрым ростом в атмосфере так называемых парниковых газов и, прежде всего, углекислого газа СО2. Действительно, концентрация СО2 в атмосфере с 1800 г. увеличилась примерно на 35% с 281 до 380 млн-1, причем такого высокого уровня она не достигала за последние 650 тыс. лет. При этом скорость роста концентрации СО2 быстро увеличивается. Так, если в начале индустриального периода (1800– 1809 гг.) она была всего 0,08 млн-1 в год, в 1900–1909 гг. – 0,35 млн-1, то в конце ХХ в. (1990–1999 гг.) составила уже 1,3 млн-1 в год. В значительной степени рост концентрации СО2 вызван сжиганием органического топлива, производством цемента, а также землепользованием и сокращением площади лесов и, следовательно, уменьшением процесса фотосинтеза. Если бы не Мировой океан, который поглощает некоторую часть СО2, то рост концентрации углекислого газа в атмосфере был бы еще выше.

Мировой океан (МО) является самым крупным резервуаром углерода на планете, его запасы более чем в 50 раз превосходят запасы углерода в атмосфере и в 15 раз – запасы в экосистемах суши (рис. 1). Обмен углеродом в экосистемах суши идет посредством фотосинтеза, дыхания, разложения и горения, причем все эти процессы подвержены влиянию человека. Обусловленный этими процессами поток СО2 между атмосферой и сушей ориентировочно равен 60 млрд т С/год, причем экосистемы суши поглощают на 1,4 млрд т С/год боль- ше, чем выделяют. С учетом изменений в землепользовании результирующий поток СО2 направлен в атмосферу и равен 1,1 млрд т С/год. В результате чистый поток СО2 между поверхностью суши и атмосферой направлен вниз и составляет всего 0,3 млрд т С/год, т.е. наблюдается почти полный баланс.

Обмен СО₂ между океаном и атмосферой происходит при наличии вертикального градиента парциального давления ( ΔрСО ₂) между поверхностным слоем морской воды и приводным слоем атмосферы. Если ΔрСО ₂ > 0, то происходит выделение СО₂ из океана в атмосферу и наоборот. В среднем МО поглощает 92 млрд т С/год, а выделяет в атмосферу 90 млрдт С/год, т.е. он является активным поглотителем углекислого газа, тем самым ослабляя антропогенный парниковый эффект, обусловленный выбросами от сжигания ископаемого топлива и производства цемента, которые составляют 5,5 млрд т С/год.

В последние годы появились новые оценки результирующего потока СО2 в системе океан–атмосфера. В обзорной работе [5] приводятся сравнительные оценки годового потока СО2 из атмосферы в океан, полученные как в результате прямых измерений, так и на основе моделирования углеродного цикла (табл. 1). Видно их очень хорошее соответствие, причем все оценки группируются вблизи 2,0 млрд т С/год.

Новейший эмпирический подход к определению баланса СО2 в системе океан– атмосфера описан в работе [4]. Межгодовая изменчивость потоков СО2 для периода 1982–2007 гг. оценивается на основе диагностической модели с использованием эмпирических внутригодовых соотношений

Рис. 1. Глобальный среднемноголетний баланс углерода на земном шаре [2]. Запасы CO2 в млрд т С, потоки – в млрд т С/год.

между парциальным давлением СО₂ в поверхностном слое воды ( рСО _{2 SW} ) и температурой поверхности океана (ТПО). Несмотря на приближенный характер модели, она отражает порядка 70% изменчивости потоков СО₂ в системе океан–атмосфера и довольно хорошо описывает физические закономерности поглощения (выделения) углекислого газа в системе океан–атмосфера, хотя несколько занижает величину результирующего потока, который в среднем за период 1982–2007 гг. оказался равным 1,5 млрд т С/год. Занижение потока СО₂ возможно связано с занижением скоростей ветра, определяемых по спутниковым данным, особенно для штормовых условий.

Начиная с 1960-х гг., количество измерений СО2 (рСО2) в поверхностном слое океана увеличивалось экспоненциальными темпами. Сегодня свыше миллиона наблюдений передаются в центры обработки данных каждый год. Обобщенная Taro Takahashi и его рабочей группой в 1997 г. база данных [13], которая насчитывала тогда около 200 тыс. измерений рСО2, к 2002 г. расширилась до 940 тыс. измерений, а в 2010 г. снова была обновлена и на сегодняшний день включает порядка 3 млн измерений, собранных в период с 1970 по 2008 гг. Это позволило группе исследо- вателей, проделав поистине гигантскую работу, осуществить расчет потоков углекислого газа в узлах географической сетки с пространственным разрешением 4˚ широты × 5˚ долготы с 1982 г. по настоящее время [4]. База данных распределения потоков СО2 находится в свободном доступе на сайте gov/erddap/griddap/ и содержит

• -    значение потока СО₂ между океаном и атмосферой, моль/м²∙год;

• -    аномалии потока СО₂ между океаном и атмосферой, моль/м²∙год;

• -    разность парциальных давлений СО₂ в поверхностном слое воды и в атмосфере, мк атм;

• -    аномалии разности парциальных давлений СО₂ в поверхностном слое воды и в атмосфере, мк атм.

Оценки потоков CO₂ определялись на основе климатологии потоков СО₂ в системе океан–атмосфера, полученной Takahashi и др. [9] и по данным высокого разрешения о скорости ветра и температуре поверхности океана. Данный подход базируется на предположении, что физические, химические и биологические процессы, влияющие на величину рСО ₂ в поверхностном слое океана, обусловлены

Cреда обитания

Таблица 1

Сравнительные оценки суммарного годового потока СО2 из атмосферы в океан, полученные разными авторами [5], млрд т С/год

Метод Поглощение СО2, млрд. т/год Авторы Измерения разности парциальных давлений СО2 в поверхностном слое океана и в воздухе 2,1 ± 0,5 Takahashi et al. (2002) Инверсия наблюдений за содержанием атмосферного СО2 1,8 ± 1,0 Gurney et al. (2002) Инверсии на основе моделей переноса и наблюдений за содержанием растворенного неорганического углерода (DIC) 2,0 ± 0,4 Gloor et al. (2003) Результаты моделирования на основе содержания хлорфто-руглеродов (ХФУ) и естественного радиоуглерода 2,2 ± 0,4 Matsumoto et al. (2004) Результаты моделирования с использованием модели OCMIP-2 (Проект сравнения моделей углеродного цикла в океане) 2,4 Orr (2004) На основе измерения содержания О2 и СО2 с поправкой на нагрев и стратификацию океана 2,2 ± 0,5 Bopp et al. (2002) Модель глобальной циркуляции (GCM) углерода в океане 1,93 Wetzel et al. (2005) На основе возраста хлорфторуглеродов (ХФУ) 2,0 ± 0,4 McNeil et al. (2003) главным образом соответствующими изменениями ТПО.

В общем случае интенсивность газообмена определяется динамическими и диффузионными характеристиками турбу-лизированных слоев воздуха и воды, примыкающих к границе раздела. В связи с этим физический поток газа через поверхность океана может быть представлен следующим образом [1, 9]:

F = p C p U _ю А рСО₂, = K _a А рСО₂ ,   (1)

где ρ – плотность газа, U ₁₀ – скорость ветра в приводном слое на высоте 10 м, С_p – коэффициент газообмена, K _α – коэффициент газового переноса между океаном и атмосферой. В результате измерений в лабораторных условиях было установлено, что скорость газообмена мала и почти посто-

янна при скорости ветра, не превышающей 5 м/с, а затем резко возрастает приблизительно пропорционально квадрату

скорости воздушного потока.

Вариации pCO _2SW обусловлены изменениями ТПО ( SST ), солености ( SSS ), содержания растворенного неорганического углерода ( DIC ) и общей щелочности ( TA ). Эти изменения могут быть выражены следующим выражением:

ственно ТПО ( SST ), соленость ( SSS ), содержание растворенного неорганического углерода ( DIC ) и общая щелочность ( ТА ).

Из указанных параметров ТПО является наиболее важным фактором, влияющим на изменение pCO _{2 SW} . При изохимических условиях (∂lnp CO _{2 SW} /∂ SST ) повышение ТПО увеличивает парциальное давление CO₂ приблизительно на 4,23% с каждым градусом Цельсия [7]. Изменения содержания DIC и общей щелочности ТА в поверхностном слое океана обусловлены в основном апвеллингом глубинных вод (физический эффект) и фотосинтезом (биологический эффект). Эти изменения часто сопровождаются изменениями ТПО. Соленость определяет лишь небольшую часть общей изменчивости pCO_2SW [6].

Ежемесячные потоки СО₂ в системе океан–атмосфера ( F_ym ) для каждой ячейки размером 4° широты × 5° долготы за каждый год были рассчитаны на основе глобальной климатологии ΔpCO₂, полученной Takahashi и др. [9], среднемесячной скорости ветра, и аномалий ТПО по сравнению с данными о ТПО для эталонного 2000

года:

d pCO_2S„ = ^{d pC}O ² SW x Д SST + ^ CO SW x ^ SS + ² SW    d SST            S SSS

^Fy>m   ^kymi^K 0, ym

₊1 ^{d pCO 2} SW I _x ^pv- 2SW SW 2000 m +1    ;scct I ^X

V ^d SST ./ 2000 m

Terra Humana

SCO        SCO

+ ' CO ² SW _x ^dic + о CO SW _хД TA

d DIC

d TA

,

xДSST ?nnn ym-2000 m

p^CO 2 AIR 2000 m

где ∂ pCO _2SW – изменение pCO _2SW во времени; ∂ pCO _{2 SW} /∂ XXX – частные производные по величине XXX , причем XXX – соответ-

где индекс уm – соответственно год и месяц в течение исследуемого периода (1982– 2011 гг.), а индекс 2000m – соответствует месяцу в 2000 году. Растворимость СО₂

( K ₀) оценивалась на основе месячной ТПО и климатологических оценок солености ( SSS ) с использованием уравнений растворимости Weiss [11]:

К₀ (атм·моль/кг) = exp(–60,2409 + 9345,17 / ( SST + 273,15) + 23,3585 × ln(( SST + 273,15) / 100) + SSS × (0,023517 – 0,00023656 × (4) ( SST + 273,15) + 0,00000047036 × ( SST + 273,15)²))

Среднемесячная скорость газового переноса (gas transfer velocity) k_ym определялась по второму моменту среднемесячной скорости ветра:

kут = 0,217 × < U 10 ут ²> ( Scут / 660)^–0,5  (5)

где <  U _{10 ym}²> – второй момент, который показывает дисперсию 6-часовой скорости ветра в каждой ячейке, а Sc – число Шмидта, рассчитанное, согласно [10], с использованием месячной ТПО для каждой ячейки. Коэффициент пропорциональности 0,217 для < U _10ym²> получен из коэффициента 0,26

для месячной скорости ветра, нормированной для высоты 10 м над поверхностью океана (U₁₀) и глобального среднего отношения < U ₁₀²>/< U ₁₀>², равного 1,2 для свободных ото льда океанов (0,26/1,2 = 0,217), которые использовались в работе [9].

Среднемесячные значения потока СО2, заимствованные из архива [12] за период 1982–2010 гг. в узлах сетки 4˚ широты × 5˚ долготы, усреднялись по широте. Их временной ход, представленный на рис. 2, дает наглядное представление о характере изменчивости потока СО2, которая формируется сезонным ходом ТПО и скорости ветра, а также особенностями биологического потребления СО2 и перемешивания водных масс [8]. Расположенные в средних широтах районы Атлантического, Индийского и Тихого океанов в летний сезон име- ют практически нулевой или небольшой положительный поток, тогда как в зимний сезон становятся мощной областью стока

Рис. 2. Распределение среднемесячных среднеширотных данных результирующего потока СО2 в системе океан–атмосфера за период 1982–2010 гг. в моль/м2год. Положительные значения – поток СО2 направлен вверх, отрицательные – вниз.

Cреда обитания

СО2. Это связано с тем, что зимой воды, переносимые к полюсам восточными по-

верхностными течениями, охлаждаются, а весной и летом биологическое потребление CO₂ в некоторой степени компенсируется увеличением рСО ₂ из-за повышения температуры воды.

Субтропические области, напротив, являясь областью слабого

Рис. 3. Распределение среднемноголетних годовых и среднеквадратических отклонений (СКО) значений потока СО2 за период 1982–2010 гг. для 4- градусных широтных зон Мирового океана в моль/м2год. Положительные значения – поток СО2 направлен вверх, отрицательные – вниз.

стока в зимний сезон, летом превращаются в слабый источник СО2, что соответствует сезонному ходу ТПО [9]. Обращает также на себя внимание хорошо выраженный сезонный ход потока СО2 в южной полярной области. Если в летний период (январь–март) он направлен преимущественно из атмосферы в океан, то зимой его направление уже обратное. Это связано с интенсивным процессом фотосинтеза в поверхностном слое

Terra Humana

Рис. 4. Распределение характеристик линейных трендов среднеширотных годовых значений потока СО2. 1 – аналог коэффициента детерминации;

2 – величина тренда (Tr) в моль/м2год2.

океана в летний период и не менее интенсивным зимним перемешиванием вод.

На рис. 3 приводится среднеширотное распределение среднемноголетних годовых (Х) и среднеквадратических отклонений (СКО) значений потока СО2 за период 1982–2010 гг. для 4-х градусных широтных зон Мирового океана в моль/м2год. Нетрудно видеть, что поток СО2 в атмосферу направлен в приэкваториальных широтах (18о ю.ш. – 14о с.ш.) с максимумом вблизи 8о ю.ш., где он достигает 1,1 моль/м2год. Естественно, что в средних и высоких широтах поток СО2 направлен в океан. В южном полушарии МО его максимум отмечается в зоне 38-42о ю.ш., а в северной части МО он достигает абсолютного максимума (3,7 моль/м2) на широте 68о, т.е. вблизи границы Северной Полярной области. Однако несмотря на столь внушительную оценку потока СО2 вследствие малой площади МО в приполярной зоне и наличия льдов вклад широтной зоны 66-70о с.ш. в глобальный поток СО2 является малым.

Что касается изменчивости потока СО2 в отдельных широтных зонах МО, то она, исключая Южную Полярную область, существенно ниже средних оценок (рис. 3). При этом в южном полушарии она меньше, чем в северном. Максимум СКО (0,50

моль/м2год) отмечается вблизи 60о с.ш. за счет огромной изменчивости потока СО2 в Норвежском и Гренландском морях.

Для среднеширотных потоков СО2 был выполнен расчет параметров линейных трендов, результаты которого представлены на рис. 4. Величина |R|*R – это аналог коэффициента детерминации R2, показывающего вклад тренда в дисперсию исходного ряда. Выбор

Рис.5 Межгодовой ход и линейный тренд среднеширотных потоков СО 2 в системе океан-атмосфера. Положительные значения - поток СО 2 направлен вверх, отрицательные – вниз. Широтные зоны: 1 – 46–50^о ю.ш., 2 – 10–14^о ю.ш., 3 – 62–66^о с.ш.

ее вместо R² связан с тем, что она одновременно показывает направление изменений рассматриваемой характеристики. Значимость трендов оценивалась с помощью критерия Стьюдента при α = 0,05. Значимые тренды на рис. 4 соответствуют R² > 0,09. Как видно из рис. 4, подавляющее число трендов является значимым. Незначимые тренды в основном характерны для Южной полярной области. Что касается распределения величин тренда ( Tr ), показывающих скорость роста (падения) СО₂, то их экстремумы находятся в зонах максимальных средних оценок потока СО₂. Знаки при Tr , за исключением субтропических (20 - 32^о) широт северного полушария, совпадают с направлением самого потока СО₂.

Наглядное представление о характере изменчивости потоков СО2 можно получить из рис. 5, на котором приводится межгодовой ход для широтной зоны 10–14о ю.ш., где отмечается максимальный положительный тренд, а также для зон 46–50о ю.ш.

Рис. 6. Межгодовой ход результирующего глобального потока СО 2 в системе океан–атмосфера за период 1982–2010 гг. в млрд т С/год. 1 – данная работа, 2 – работа [4].

и 62–66о с.ш., где наблюдается наибольший отри- цательный тренд. Нетрудно видеть, что в приэкваториальной зоне в рассматриваемый период происходит рост потока СО2 в атмосферу. Одновременно с этим усиливаются потоки СО2 в океан в высоких широтах обоих полушарий, т.е. наблюдается достаточно хорошо выраженная интенсификация процессов обмена углекислым газом между океаном и атмосферой.

На основе полученных среднеширотных оценок потока СО2 нетрудно рассчитать межгодовой ход глобального обмена углекислым газом в системе океан–атмосфера (рис. 6). Как и следовало ожидать, наблюдается очень хорошее соответствие результатов, полученных в данной рабо-

Cреда обитания

те и в статье [4]. Из рис. 6 видно, что рассматриваемый период можно разделить два относительно однородных промежутка времени с разнонаправленными тенденциями: первому из них (1982–1996 гг.) свойственно возрастание потока СО2 из атмосферы в океан, в то время как второму (1997–2010 гг.) – уменьшение потока СО2. В первом случае величина тренда составляет Tr= –0,016 млрд т С/год2, а тренд описывает 24% дисперсии исходного ряда, во втором случае Tr = 0,022 млрд т С/год2 при коэффициенте детерминации R2 = 0,39, т.е. оценки величин тренда довольно близки друг к другу.

Естественно возникает вопрос, за счет каких широтных зон формируется межгодовая изменчивость глобального потока СО₂? Выполненный корреляционный анализ показал, что наибольшая положительная корреляция (0,63 < r < 0,78) с глобальным потоком СО₂ отмечается для широтной зоны 18^о ю.ш. - 6^о с.ш., причем абсолютный максимум смещен в зону

2 - 6^о с.ш. Именно в этом широтном поясе поток СО₂ направлен в атмосферу. Кроме того, другой очаг значимой положительной корреляции (0,36 < r < 0,40) приурочен к поясу 30 - 42^о ю.ш., где СО₂ поглощается океаном. В то же время корреляция отсутствует для широтного пояса 54 - 74^о с.ш., где отмечается максимум поглощения СО₂ океаном. Очевидно, это связано с малой площадью Мирового океана в пределах данного пояса.

Итак, 1997 год стал, вероятно, переломным, после него роль МО как стабилизатора парникового эффекта начала уменьшаться. К сожалению, в настоящее время нет четких версий, объясняющих причины этого. Во всяком случае, каких-либо экстремумов во временном ходе глобальной ТПО – важнейшем факторе изменчивости потока СО2 – в середине 1990-х годов не зафиксировано. Поэтому выявление причин уменьшения глобального потока СО2 из атмосферы в океан после 1997 г. представляется весьма важной научной задачей.